Viento

Este elemento es una ampliación de los cursos y guías de Lawi. Ofrece hechos, comentarios y análisis sobre el viento.

Permite el flujo de aire relativo a la superficie terrestre. Un viento se denomina según el punto de la brújula desde el que sopla, por ejemplo, un viento que sopla desde el norte es un viento del norte. La dirección del viento suele indicarse mediante una fina tira de madera, metal o plástico (a menudo en forma de flecha o gallo) llamada veleta o veleta (pero más apropiadamente llamada veleta) que es libre de girar en un plano horizontal. Cuando está montada en un eje elevado o en una aguja, la veleta gira bajo la influencia del viento de manera que su centro de presión gira a sotavento.

Viento en Climatología

El viento se produce debido a las diferencias horizontales y verticales (gradientes) de la presión atmosférica.

Una Conclusión

Por lo tanto, la distribución de los vientos está estrechamente relacionada con la de la presión. Cerca de la superficie de la Tierra, los vientos suelen fluir alrededor de regiones de presión relativamente baja y alta -ciclones y anticiclones, respectivamente-. Giran en sentido contrario a las agujas del reloj alrededor de las bajas en el hemisferio norte y en sentido de las agujas del reloj alrededor de las del hemisferio sur. Del mismo modo, los sistemas de viento giran alrededor de los centros de las altas en sentido contrario.

En la troposfera media y alta, los sistemas de presión se organizan en una secuencia de crestas de alta presión y valles de baja presión, en lugar de los sistemas cerrados y aproximadamente circulares que hay cerca de la superficie de la Tierra. Tienen un movimiento ondulatorio e interactúan para formar una serie bastante compleja de crestas y depresiones. Los patrones de ondas más grandes son las llamadas ondas estacionarias que tienen tres o cuatro crestas y un número correspondiente de valles en una amplia banda en las latitudes medias del hemisferio norte. Los vientos del oeste del hemisferio sur se ven mucho menos afectados por las perturbaciones estacionarias. Asociadas a estas largas ondas estacionarias están las ondas cortas (de varios cientos de kilómetros de longitud de onda) llamadas ondas viajeras. Estas ondas viajeras forman las partes superiores de los ciclones y anticiclones cercanos a la superficie a los que están vinculados, guiando así su movimiento y desarrollo.

En las latitudes altas, los vientos son generalmente del este cerca de la tierra.Entre las Líneas En latitudes bajas, tropicales y ecuatoriales, los vientos alisios del noreste al norte de la zona de convergencia intertropical (ZCI), o ecuador térmico, y los vientos alisios del sureste al sur de la ZCI se mueven hacia la ZCI, que migra al norte y al sur con la posición estacional del Sol.Entre las Líneas En sentido vertical, los vientos se elevan y crean imponentes cumulonimbos y fuertes lluvias a ambos lados de la ZCI, que marca un estrecho cinturón de casi calmas conocido como doldrums. A continuación, los vientos se desplazan hacia el polo, cerca de la parte superior de la troposfera, antes de volver a hundirse en los cinturones subtropicales de cada hemisferio. A partir de aquí, los vientos vuelven a desplazarse hacia el Ecuador en forma de alisios. Estas gigantescas células de aire revuelto en cada uno de los hemisferios en latitudes bajas se conocen como células de Hadley.Entre las Líneas En las latitudes medias, los sistemas de vientos de rotación opuesta, llamados células de Ferrel, transportan el aire superficial hacia los polos y el aire de la troposfera superior hacia las células de Hadley. El patrón tridimensional de los vientos sobre la Tierra, conocido como circulación general, es responsable de la estructura latitudinal fundamental de la presión y el movimiento del aire y, por tanto, de los climas.

A menor escala se encuentran los vientos locales, sistemas que se asocian a lugares geográficos concretos y que reflejan la influencia de las características topográficas. Los más comunes de estos sistemas de vientos locales son las brisas marinas y terrestres, las brisas de montaña y de valle, los vientos foehn (también llamados vientos chinook, o de Santa Ana) y los vientos catabáticos. Los vientos locales ejercen una gran influencia en el clima local y se ven afectados por las condiciones meteorológicas locales.

La velocidad y las ráfagas de viento suelen ser más fuertes durante el día, cuando el calentamiento del suelo por el Sol provoca el vuelco del aire y las corrientes descendentes conservan el momento angular de los vientos de gran altura. Por la noche, las ráfagas disminuyen y los vientos suelen ser más suaves.

Relación del viento con la presión y las fuerzas gobernantes

Los patrones cambiantes del viento se rigen por la segunda ley del movimiento de Newton, que establece que la suma de las fuerzas que actúan sobre un cuerpo es igual al producto de la masa de ese cuerpo y la aceleración causada por esas fuerzas. Cuando se observa la atmósfera desde un punto fijo en el espacio, la rotación de la Tierra es evidente. Un observador en el espacio sería testigo del movimiento total de la atmósfera. Por el contrario, un observador en tierra sólo ve y mide el movimiento relativo de la atmósfera, porque también está girando y no puede ver directamente el movimiento de rotación aplicado por la Tierra.Entre las Líneas En cambio, el observador en tierra ve el efecto de la rotación como una desviación aplicada al movimiento relativo. La cantidad que describe esta desviación es la fuerza de Coriolis. Dado que la fuerza de Coriolis resulta de un marco de referencia a nivel del suelo en un planeta en rotación, no es una fuerza verdadera.

Más concretamente, el observador en tierra experimenta la fuerza de Coriolis como una desviación del movimiento relativo hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.Entre las Líneas En este modelo sencillo de las relaciones viento-presión es especialmente importante el hecho de que el viento geostrófico sopla en dirección paralela a las isobaras, con la baja presión a la izquierda del observador cuando mira a favor del viento en el hemisferio norte y a su derecha en el hemisferio sur.

La velocidad del viento aumenta a medida que disminuye la distancia entre las isobaras (o aumenta el gradiente de presión). La curvatura (es decir, los cambios en la dirección del viento) puede añadirse a este modelo con relativa facilidad en una representación del flujo conocida como viento de gradiente. Sin embargo, las relaciones básicas entre el viento y la presión siguen siendo cualitativamente las mismas. Lo más importante es el hecho de que los vientos observados a gran escala tienden a comportarse como los modelos de flujo geostrófico o de gradiente predicen en la mayor parte de la atmósfera.

Detalles

Las excepciones más notables se dan en las latitudes bajas, donde el parámetro de Coriolis se vuelve muy pequeño -la ecuación (1) no puede utilizarse para proporcionar una estimación fiable del viento- y en el kilómetro más bajo de la atmósfera, donde la fricción se vuelve importante. La fricción inducida por el flujo de aire sobre la superficie subyacente reduce la velocidad del viento y altera el simple equilibrio de fuerzas, de manera que el viento sopla con una componente hacia la presión más baja.

Ciclones y anticiclones
Los ciclones y anticiclones son regiones de presión relativamente baja y alta, respectivamente. Se producen en la mayor parte de la superficie de la Tierra en una variedad de tamaños que van desde los ejemplos semipermanentes muy grandes descritos anteriormente hasta sistemas más pequeños y altamente móviles. Estos últimos son el centro de la discusión en esta sección.

Tanto los ciclones como los anticiclones tienen en común los patrones de circulación característicos. Los modelos de viento geostrófico y de viento gradiente dictan que, en el hemisferio norte, el flujo alrededor de un ciclón -circulación ciclónica- es en sentido contrario a las agujas del reloj, y el flujo alrededor de un anticiclón -circulación anticiclónica- es en sentido de las agujas del reloj. Los sentidos de la circulación se invierten en el hemisferio sur (véanse arriba los diagramas de presión media al nivel del mar).Entre las Líneas En presencia de fricción, la componente superpuesta del movimiento hacia la baja presión produce un efecto de “espiral” hacia el centro de baja presión y alejándose del centro de alta presión.

Los ciclones que se forman fuera del cinturón ecuatorial, conocidos como ciclones extratropicales, pueden considerarse como grandes remolinos en las amplias corrientes de aire que fluyen en dirección general de oeste a este alrededor de las latitudes medias y altas de ambos hemisferios (véase más adelante). Son una parte esencial del mecanismo por el que el exceso de calor recibido del Sol en el cinturón ecuatorial de la Tierra se transporta hacia latitudes más altas. Estas latitudes más altas irradian al espacio más calor del que reciben del Sol, y el calor debe llegar a ellas por medio de los vientos de las latitudes más bajas para que su temperatura sea continuamente fresca y no fría. Si no hubiera ciclones y anticiclones, los movimientos norte-sur del aire serían mucho más limitados, y habría pocas oportunidades para que el calor fuera transportado hacia los polos por los vientos de origen subtropical.Entre las Líneas En tales circunstancias, la temperatura de las latitudes más bajas aumentaría y las regiones polares se enfriarían; el gradiente de temperatura entre ellas se intensificaría.

Los fuertes gradientes horizontales de temperatura son especialmente favorables para la formación y el desarrollo de ciclones. La diferencia de temperatura entre las regiones polares y el Ecuador se acumula hasta ser lo suficientemente intensa como para generar nuevos ciclones. A medida que sus frentes fríos asociados barren hacia el Ecuador y sus frentes cálidos se desplazan hacia el Polo, los nuevos ciclones reducen la diferencia de temperatura. Así, la circulación del viento en la Tierra representa un equilibrio entre los efectos de calentamiento de la radiación solar que se producen en las regiones polares y en el Ecuador. La circulación del viento, por efecto de los ciclones, anticiclones y otros sistemas de viento, también destruye periódicamente este contraste de temperaturas.

Los ciclones de carácter algo diferente se producen más cerca del Ecuador, formándose generalmente en latitudes entre 10° y 30° N y S sobre los océanos. Generalmente se conocen como ciclones tropicales cuando sus vientos son iguales o superiores a 74 millas (119 km) por hora. También se conocen como huracanes si se producen en el océano Atlántico y el mar Caribe, como tifones en el océano Pacífico occidental y el mar de China, y como ciclones en las costas de Australia. Estas tormentas son de menor diámetro que los ciclones extratropicales, de entre 100 y 500 km (60 a 300 millas) de diámetro, y van acompañadas de vientos que a veces alcanzan una violencia extrema. Estas tormentas se describen con más detalle en el artículo ciclón tropical.

Ciclones extratropicales

De los dos tipos de ciclones a gran escala, los ciclones extratropicales son los más abundantes y los que ejercen una influencia a mayor escala; afectan al mayor porcentaje de la superficie de la Tierra. Además, esta clase de ciclones es la principal causa de los cambios meteorológicos cotidianos que se producen en las latitudes medias y altas y, por tanto, es el punto central de gran parte de las previsiones meteorológicas modernas. Las semillas de muchas de las ideas actuales sobre los ciclones extratropicales fueron sembradas entre 1912 y 1930 por un grupo de meteorólogos escandinavos que trabajaban en Bergen (Noruega). Esta llamada escuela de Bergen, fundada por el meteorólogo y físico noruego Vilhelm Bjerknes, formuló un modelo de ciclón que se forma como una perturbación a lo largo de una zona de fuerte contraste de temperatura conocida como frente, que a su vez constituye un límite entre dos masas de aire contrastadas.Entre las Líneas En este modelo, las masas de aire polar y de latitudes medias del planeta están separadas por el frente polar (la región de transición que separa el aire tropical más cálido del aire polar más frío). Esta región posee un fuerte gradiente de temperatura, por lo que es un depósito de energía potencial que puede ser fácilmente aprovechado y convertido en la energía cinética asociada a los ciclones extratropicales.

Para aprovechar esta reserva, un ciclón (llamado ciclón ondulado o frontal) debe desarrollarse de la forma que se muestra en el diagrama. La característica que tiene una importancia primordial antes del desarrollo del ciclón (ciclogénesis) es un frente, representado en la etapa inicial (A) como una línea negra gruesa con triángulos o semicírculos alternados unidos a ella. Este frente, estacionario o de movimiento muy lento, forma un límite entre el aire frío y el cálido y, por tanto, es una zona de fuerte gradiente horizontal de temperatura (a veces denominada zona baroclínica). El desarrollo del ciclón se inicia como una perturbación a lo largo del frente, que lo distorsiona en la configuración ondulatoria (B; aspecto de onda). A medida que la presión dentro de la perturbación sigue disminuyendo, la perturbación asume la apariencia de un ciclón y fuerza los movimientos hacia el polo y el ecuador del aire cálido y frío, respectivamente, que están representados por los límites frontales móviles. Como se representa en la etapa de circulación ciclónica (C), el frente que señala el avance del aire frío (frente frío) se indica con los triángulos, mientras que el frente correspondiente al avance del aire cálido (frente cálido) se indica con los semicírculos. A medida que el ciclón sigue intensificándose, el aire frío y denso se desplaza rápidamente hacia el ecuador, dando lugar a un frente frío con una pendiente típica de 1 a 50 y una velocidad de propagación que suele ser de 8 a 15 metros por segundo (unas 18 a 34 millas por hora) o más. Al mismo tiempo, el aire cálido menos denso que se mueve en dirección norte fluye hacia arriba sobre el aire frío al este del ciclón para producir un frente cálido con una pendiente típica de 1 a 200 y una velocidad de propagación típicamente mucho más lenta, de unos 2,5 a 8 metros por segundo (6 a 18 millas por hora). Esta diferencia en la velocidad de propagación entre los dos frentes permite que el frente frío supere al cálido y produzca otra estructura frontal más complicada, conocida como frente ocluido. Un frente ocluido (D) se representa con una línea que alterna triángulos y semicírculos en el mismo lado. Este proceso de oclusión puede ir seguido de una mayor intensificación de la tormenta. Sin embargo, la separación del ciclón del aire cálido hacia el Ecuador acaba provocando el decaimiento y la disipación de la tormenta (E) en un proceso denominado ciclolisis.

El ciclo de vida de un evento de este tipo suele durar varios días, durante los cuales el ciclón puede recorrer entre varios cientos y varios miles de kilómetros.Entre las Líneas En su trayectoria y en su estela se producen cambios meteorológicos dramáticos.Entre las Líneas En el diagrama se muestra una secuencia típica del tiempo resultante de la aproximación y el paso de un ciclón y sus frentes por una zona.Entre las Líneas En la fase de frente ocluido del diagrama de ciclogénesis se muestra una sección transversal de las nubes y precipitaciones que suelen producirse a lo largo de la línea ab. El tiempo frontal cálido se caracteriza con mayor frecuencia por las nubes estratiformes, que ascienden a medida que el frente se aproxima y potencialmente producen lluvia o nieve. El paso de un frente cálido conlleva un aumento de la temperatura del aire y un aclaramiento del cielo. Sin embargo, el aire más cálido también puede albergar los ingredientes para la formación de chubascos o tormentas eléctricas, condición que se ve potenciada a medida que se acerca el frente frío.

El paso del frente frío está marcado por la entrada de aire más frío, la formación de nubes estratocúmulos con algunas lluvias o chubascos de nieve persistentes, y luego el eventual despeje. Aunque este es un escenario que se repite a menudo, es importante reconocer que también pueden producirse muchas otras secuencias meteorológicas. Por ejemplo, las nubes estratiformes de un frente cálido pueden tener formaciones de cúmulos y tormentas eléctricas incrustadas; el sector cálido puede ser bastante seco y producir pocas o ninguna nube; el tiempo previo al frente cálido puede parecerse mucho al que se encuentra delante del frente cálido; o el aire posterior al frente cálido puede estar completamente libre de nubes. Los patrones de nubes orientados a lo largo de los frentes y en espiral alrededor del vórtice del ciclón se revelan sistemáticamente en las imágenes de satélite de la Tierra.

La formación de cualquier zona de bajas presiones requiere que se reduzca la masa de la columna de aire situada sobre la superficie de la Tierra. Esta pérdida de masa reduce entonces la presión en la superficie. A finales de los años 30 y principios de los 40, tres miembros de la escuela de Bergen -los meteorólogos norteamericanos de origen noruego Jacob Bjerknes y Jørgen Holmboe y el meteorólogo norteamericano de origen sueco Carl-Gustaf Rossby- reconocieron que las perturbaciones superficiales transitorias iban acompañadas de características ondulatorias complementarias en el flujo de las capas atmosféricas medias y altas asociadas a la corriente en chorro. Estos rasgos ondulatorios van acompañados de regiones de divergencia y convergencia de masas que apoyan el crecimiento de los campos de presión en superficie y dirigen su movimiento.

Mientras que los ciclones extratropicales se forman e intensifican en asociación con los frentes, hay ciclones de pequeña escala que aparecen en medio de una misma masa de aire. Un ejemplo notable es una clase de ciclones, generalmente más pequeños que la variedad frontal, que se forman en las corrientes de aire polar en la estela de un ciclón frontal. Estas denominadas bajas polares son más prominentes en los entornos marinos subpolares y se cree que están causadas por la transferencia de calor y humedad desde la superficie del agua más cálida hacia el aire polar suprayacente y por el apoyo a las características de la circulación de la troposfera media. Otros ciclones de pequeña escala se forman a sotavento de las barreras montañosas cuando el flujo general del oeste se ve perturbado por la montaña. Estos “ciclones de sotavento” pueden producir grandes tormentas de viento y polvo aguas abajo de una barrera montañosa.

Imagen de satélite de una gran tormenta de polvo en el desierto de Takla Makan, en el noroeste de China.
Imagen de satélite de una gran tormenta de polvo en el desierto de Takla Makan, en el noroeste de China.
Equipo de Respuesta Rápida MODIS/NASA/GFSC
Anticiclones
Mientras que los ciclones son típicamente regiones de tiempo inclemente, los anticiclones suelen ser regiones meteorológicamente tranquilas. Generalmente más grandes que los ciclones, los anticiclones muestran movimientos descendentes persistentes y producen aire seco y estable que puede extenderse horizontalmente muchos cientos de kilómetros.

En la mayoría de los casos, se forma un anticiclón de desarrollo activo sobre un lugar de tierra en la región de aire frío que se encuentra detrás de un ciclón cuando éste se aleja. Este anticiclón se forma antes de que el siguiente ciclón avance hacia la zona. Dicho anticiclón se conoce como anticiclón frío. Sin embargo, el movimiento descendente del aire en un anticiclón provoca la compresión del aire que desciende. Como consecuencia de esta compresión, el aire se calienta. Así, al cabo de unos días, el aire que compone el anticiclón en los niveles de 2 a 5 km (1 a 3 millas) por encima del suelo tiende a aumentar su temperatura, y el anticiclón se transforma en un anticiclón cálido.

Los anticiclones cálidos se mueven lentamente y los ciclones se desvían alrededor de su periferia. Durante su transformación de fríos a cálidos, los anticiclones suelen salir del cinturón principal seguidos por los ciclones de latitudes medias y a menudo se amalgaman con las bandas casi permanentes de presiones relativamente altas que se encuentran en ambos hemisferios en torno a la latitud 20° a 30°, los llamados anticiclones subtropicales.Entre las Líneas En algunas ocasiones, los anticiclones cálidos permanecen en el cinturón normalmente ocupado por los vientos del oeste de latitudes medias. Las trayectorias normales de los ciclones se modifican entonces considerablemente; las depresiones atmosféricas (zonas de bajas presiones) quedan bloqueadas en su avance hacia el este o se desvían hacia el norte o el sur del anticiclón.

Detalles

Los anticiclones que interrumpen de este modo la circulación normal del viento del oeste se denominan anticiclones de bloqueo o altas de bloqueo. A menudo persisten durante una semana o más, y la aparición de unos pocos anticiclones de bloqueo puede dominar el carácter de una temporada.

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Los anticiclones de bloqueo son especialmente comunes sobre Europa, el Atlántico oriental y la zona de Alaska.

Es de esperar que el descenso y el calentamiento del aire en un anticiclón provoquen la disolución de las nubes y la ausencia de lluvias. Cerca del centro del anticiclón, los vientos son ligeros y el aire puede estancarse.Entre las Líneas En consecuencia, la contaminación del aire puede acumularse. La ciudad de Los Ángeles, por ejemplo, suele tener una mala calidad del aire porque se encuentra frecuentemente bajo un anticiclón estacionario.Entre las Líneas En invierno, el suelo se enfría y las capas inferiores de la atmósfera también se enfrían. Puede formarse niebla al enfriarse el aire hasta su punto de rocío en el aire estancado.Entre las Líneas En otras circunstancias, el aire atrapado en el primer kilómetro por encima de la superficie terrestre puede recoger la humedad del mar o de otras superficies húmedas, y pueden formarse capas de nubes en zonas cercanas al suelo hasta una altura de aproximadamente 1 km. Estas capas de nubes pueden ser persistentes en los anticiclones (excepto sobre los continentes en verano), pero rara vez crecen lo suficiente como para producir lluvia. Si se producen precipitaciones, suelen ser lloviznas o nieves ligeras.

Los anticiclones suelen ser regiones de cielos despejados y tiempo soleado en verano; en otras épocas del año, el tiempo nublado y con niebla -especialmente sobre el suelo húmedo, la cubierta de nieve y el océano- puede ser más típico.

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Los anticiclones de invierno producen temperaturas más frías que la media en la superficie, especialmente si los cielos permanecen despejados.

Detalles

Los anticiclones son responsables de periodos de poca o ninguna lluvia, y dichos periodos pueden ser prolongados en asociación con las altas de bloqueo.

Climatología de los ciclones y anticiclones
Los ciclones y anticiclones que migran tienden a distribuirse en torno a ciertas regiones preferidas, conocidas como pistas, que emanan de las regiones ciclógenas y anticiclógenas preferidas. El contraste entre los diagramas de presión media a nivel del mar de invierno y de verano también indica las pistas típicas de los ciclones tanto en enero como en julio. Las regiones ciclógenas preferidas en el hemisferio norte se encuentran a sotavento de las montañas y frente a las costas orientales de los continentes. Los ciclones se dirigen entonces hacia el este o el sureste antes de girar finalmente hacia el noreste y decaer. Las trayectorias se desplazan más hacia el norte en julio, reflejando la posición más al norte del frente polar en verano. Los ciclones continentales suelen intensificarse a un ritmo de 0,5 mb (0,05 kPa) por hora o menos, aunque se pueden encontrar ejemplos más espectaculares. Los ciclones marinos, en cambio, suelen experimentar un desarrollo explosivo superior a 1 mb (0,1 kPa) por hora, sobre todo en invierno.

Los anticiclones tienden a migrar hacia el ecuador desde las regiones de masas de aire frío y luego hacia el este antes de decaer o fusionarse con un anticiclón cálido. Al igual que los ciclones, los anticiclones cálidos también migran lentamente hacia el polo con la estación cálida.

En el hemisferio sur, donde la mayor parte de la superficie de la Tierra está cubierta por océanos, los ciclones se distribuyen de manera bastante uniforme a través de las distintas longitudes. Por lo general, los ciclones se forman inicialmente en las latitudes de 30° a 40° S y se desplazan en dirección generalmente sureste, alcanzando la madurez en latitudes cercanas a los 60° S. Así, el continente antártico suele estar rodeado de varios ciclones maduros o en decadencia. El cinturón oceánico de 40° a 60° S es una región de vientos fuertes y persistentes del oeste que forman parte de la circulación al norte de los principales centros ciclónicos; son los “cuarenta rugientes”, donde los vientos del oeste sólo se interrumpen a intervalos por el paso hacia el sureste de los ciclones en desarrollo.

Vientos locales
Clases de escalas
Los sistemas de vientos organizados se producen en dimensiones espaciales que van de decenas de metros a miles de kilómetros y poseen tiempos de residencia que varían de segundos a semanas. El concepto de escala tiene en cuenta el tamaño y la duración típicos de un fenómeno. Dado que la atmósfera presenta una gran variedad de escalas espaciales y temporales, se ha intentado agrupar los distintos fenómenos en clases de escala. La clase que describe el mayor y más duradero de estos fenómenos se conoce como escala planetaria. Este tipo de fenómenos suele tener un tamaño de unos pocos miles de kilómetros y una vida que oscila entre varios días y varias semanas. Entre los ejemplos de fenómenos a escala planetaria se encuentran los centros de presión semipermanentes mencionados anteriormente y ciertas ondas de aire superior que rodean el globo (véase más adelante Ondas de aire superior).

Una segunda clase se conoce como escala sinóptica. Esta clase, que abarca distancias más pequeñas, de unos cientos a unos miles de kilómetros, y tiene una vida más corta, de unos pocos a varios días, contiene los ciclones y anticiclones migratorios que controlan los cambios meteorológicos diarios. A veces, las escalas planetaria y sinóptica se combinan en una única clasificación denominada gran escala o macroescala. Los sistemas de viento a gran escala se distinguen por el predominio de los movimientos horizontales sobre los verticales y por la importancia preeminente de la fuerza de Coriolis en la influencia de las características del viento. Entre los ejemplos de sistemas de vientos a gran escala se encuentran los alisios y los vientos del oeste.

Hay una tercera clase de fenómenos de tamaño aún más pequeño y de menor duración.Entre las Líneas En esta clase, los movimientos verticales pueden ser tan significativos como los horizontales, y la fuerza de Coriolis suele desempeñar un papel menos importante. Conocida como mesoescala, esta clase se caracteriza por unas dimensiones espaciales de entre diez y unos cientos de kilómetros y una duración de un día o menos. Debido a la menor escala temporal y a que las otras fuerzas pueden ser mucho mayores, a veces se descuida el efecto de la fuerza de Coriolis en los fenómenos de mesoescala.

Dos de los ejemplos más conocidos de fenómenos de mesoescala son la tormenta eléctrica y su devastador subproducto, el tornado (véase tormenta eléctrica; tornado). El presente análisis se centra en sistemas de viento menos intensos, aunque comúnmente observados, que se encuentran en ubicaciones geográficas bastante específicas y, por tanto, se denominan a menudo sistemas de viento locales.

Sistemas de viento locales
La llamada circulación de brisas marinas y terrestres es un sistema de vientos locales que suele encontrarse a lo largo de las costas adyacentes a grandes masas de agua y que es inducido por las diferencias que se producen entre el calentamiento o el enfriamiento de la superficie del agua y la superficie terrestre adyacente. El agua tiene una mayor capacidad térmica (es decir, se necesitan más unidades de calor para producir un cambio de temperatura determinado en un volumen de agua) que los materiales de la superficie terrestre. La radiación solar diurna penetra hasta varios metros en el agua, el agua se mezcla verticalmente y el volumen se calienta lentamente. Por el contrario, la radiación solar diurna calienta más rápidamente la superficie terrestre porque no penetra más que unos centímetros por debajo de la superficie terrestre. La superficie terrestre, ahora a mayor temperatura en relación con el aire adyacente, transfiere más calor a su masa de aire suprayacente y crea una zona de baja presión. Así, se induce una célula de circulación muy parecida a la representada en el diagrama.Hay que tener en cuenta que el flujo superficial es desde el agua hacia la tierra y por eso se llama brisa marina.

Dado que la masa terrestre posee una capacidad calorífica inferior a la del agua, la tierra se enfría más rápidamente por la noche que el agua.Entre las Líneas En consecuencia, por la noche la masa terrestre más fría produce una masa de aire suprayacente más fría y crea una zona de presión relativamente más alta. Esto produce una célula de circulación con movimientos de aire opuestos a los que se encuentran durante el día. Este flujo de la tierra al agua se conoce como brisa terrestre. La brisa terrestre suele ser menos profunda que la brisa marina, ya que el enfriamiento de la atmósfera sobre la tierra se limita a una capa menos profunda por la noche que el calentamiento del aire durante el día.

Las brisas marinas y terrestres se producen a lo largo de las regiones costeras de los océanos o de los grandes lagos en ausencia de un sistema de vientos fuertes a gran escala durante los períodos de fuerte calentamiento diurno o de enfriamiento nocturno. Las personas que viven a una distancia de entre 10 y 20 km de la costa a menudo experimentan los vientos más frescos de entre 19 y 37 km por hora de la brisa marina en una tarde soleada, para luego convertirse en una brisa terrestre sofocante a última hora de la noche. Una de las características de la brisa marina y terrestre es una región de convergencia de aire de bajo nivel en la región de terminación del flujo de superficie. Dicha convergencia suele inducir movimientos ascendentes locales y la formación de nubes. Así, en las regiones de brisa marina y terrestre, no es infrecuente ver nubes situadas frente a la costa por la noche; estas nubes son disipadas entonces por la brisa marina diurna, que forma nuevas nubes, produciéndose quizás chubascos sobre la tierra por la tarde.

Otro grupo de vientos locales es inducido por la presencia de rasgos de montañas y valles en la superficie de la Tierra. Un subconjunto de estos vientos, conocidos como vientos o brisas de montaña, es inducido por el calentamiento o enfriamiento diferencial a lo largo de las laderas de las montañas. Durante el día, el calentamiento solar de las laderas iluminadas por el sol hace que el aire suprayacente se desplace ladera arriba. Estos vientos también se denominan flujo anabático. Por la noche, cuando las laderas se enfrían, la dirección del flujo de aire se invierte y se produce un movimiento de drenaje hacia abajo. Estos vientos pueden ser relativamente suaves o pueden producirse en fuertes ráfagas, dependiendo de la configuración topográfica. Estos vientos son un tipo de flujo catabático.Entre las Líneas En un valle cerrado, el aire frío que drena hacia el valle puede dar lugar a una condición de niebla espesa. La niebla persiste hasta que el calentamiento diurno invierte la circulación y crea nubes asociadas al movimiento ascendente en la cima de la montaña.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

Otro subconjunto del flujo catabático, llamado vientos foehn (también conocidos como vientos chinook al este de las Montañas Rocosas y como vientos de Santa Ana en el sur de California), es inducido por los cambios adiabáticos de temperatura que ocurren cuando el aire fluye sobre una montaña. Los cambios adiabáticos de temperatura son los que se producen sin adición ni sustracción de calor; se producen en la atmósfera cuando los haces de aire se mueven verticalmente. Cuando el aire se eleva, entra en una región de menor presión y se expande. Esta expansión va acompañada de una reducción de la temperatura (enfriamiento adiabático). Cuando el aire desciende, se contrae y experimenta un calentamiento adiabático. A medida que el aire asciende por el lado de barlovento de la montaña, su ritmo de enfriamiento puede verse moderado por el calor que se libera durante la formación de las precipitaciones. Sin embargo, al haber perdido gran parte de su humedad, el aire que desciende por el lado de sotavento de la montaña se calienta adiabáticamente más rápido de lo que se enfrió en el ascenso por barlovento. Así, el efecto de este viento, si llega a la superficie, es producir condiciones cálidas y secas. Normalmente, estos vientos son suaves y producen un calentamiento lento. Sin embargo, en ocasiones, los vientos foehn pueden superar los 185 kilómetros (115 millas) por hora y producir aumentos de la temperatura del aire de decenas de grados (a veces más de 20 °C [36 °F]) en sólo unas horas.

Otros tipos de viento catabático pueden producirse cuando la geografía subyacente se caracteriza por una meseta fría adyacente a una región relativamente cálida de menor altitud. Tales condiciones se dan en zonas en las que grandes capas de hielo o superficies terrestres elevadas y frías limitan con grandes masas de agua más cálidas. El aire sobre la meseta fría se enfría y forma una gran cúpula de aire frío y denso. A menos que sea retenido por las condiciones de viento de fondo, este aire frío se derramará sobre las elevaciones más bajas con velocidades que varían de suaves (unos pocos kilómetros por hora) a intensas (93 a 185 km [58 a 115 millas] por hora), dependiendo de la inclinación de la pendiente del terreno y de la distribución del campo de presión de fondo.Entre las Líneas En Europa se conocen dos variedades especiales de viento catabático. Una es la bora, que sopla desde las tierras altas de Croacia, Bosnia y Herzegovina y Montenegro hasta el mar Adriático; la otra es el mistral, que sopla desde el centro y el sur de Francia hasta el mar Mediterráneo. Los intensos vientos catabáticos, que crean condiciones de ventisca, a menudo soplan hacia el norte desde la capa de hielo de la Antártida.

Vientos zonales de superficie
Los diagramas de la presión media a nivel del mar de enero y julio revelan que, por término medio, ciertas ubicaciones geográficas pueden esperar experimentar vientos que emanan de una dirección predominante dictada en gran medida por la presencia de grandes sistemas de presión semipermanentes. Estos vientos predominantes son conocidos desde hace mucho tiempo en los entornos marinos por su influencia en los grandes veleros.

Las regiones tropicales y subtropicales se caracterizan por una banda general de bajas presiones situada cerca del Ecuador. Esta banda está delimitada por centros de altas presiones que pueden extenderse hacia los polos en las latitudes medias. Entre estas regiones de bajas y altas presiones se encuentra la región de los vientos tropicales. De ellos, los más extensos son los vientos alisios. Llamados así por su influencia favorable sobre los barcos comerciales que viajan a través del Atlántico Norte subtropical, los vientos alisios fluyen hacia el oeste y un poco en dirección al Ecuador en el lado ecuatorial de los centros de altas presiones subtropicales. La “raíz de los alisios”, que se produce en el lado oriental de un centro de altas presiones subtropicales, se caracteriza por el descenso del aire. Esto produce las condiciones muy cálidas y secas por encima de una capa poco profunda de nubes estrato oceánicas que se encuentran en los extremos orientales de las cuencas oceánicas subtropicales del Atlántico y del Pacífico. Sin embargo, a medida que los vientos alisios avanzan hacia el oeste, el hundimiento disminuye, la masa de aire se vuelve más húmeda y aparecen chubascos dispersos. Estos chubascos se producen sobre todo en las islas con rasgos de terreno elevados que interrumpen el flujo de aire cálido y húmedo. El flujo hacia el ecuador de los vientos alisios de los hemisferios norte y sur suele dar lugar a una convergencia de las dos corrientes de aire en una región conocida como zona de convergencia intertropical (ZCIT). A lo largo de la ZCIT se producen nubes convectivas profundas, chubascos y tormentas eléctricas.

Cuando el aire alcanza el extremo occidental del centro de altas presiones, gira hacia el polo y finalmente regresa hacia el este en las latitudes medias. El aire que se desplaza hacia el polo es ahora cálido y está cargado de aire tropical marítimo húmedo (mT); da lugar al clima cálido, húmedo y lluvioso característico de la región del Caribe, el este de Sudamérica y las cadenas de islas del Pacífico occidental. Los vientos del oeste se asocian con el clima cambiante común a las latitudes medias. Los ciclones y anticiclones extratropicales migratorios asociados con el aire cálido y húmedo que se desplaza hacia el polo desde los trópicos y el aire frío y seco que se desplaza hacia el ecuador desde las latitudes polares dan lugar a periodos de lluvia (a veces con violentas tormentas eléctricas), nieve, aguanieve o lluvia helada interrumpidos por periodos de condiciones secas, soleadas y a veces muy frías. Además, estos patrones dependen de las estaciones, con ciclones más intensos y aire más frío en invierno, pero con una mayor incidencia de tormentas eléctricas en primavera y verano. Además, estas migraciones y el clima asociado (véase qué es, su concepto jurídico; y también su definición como “associate” en derecho anglo-sajón, en inglés) a ellas se complican por la presencia de masas de tierra y grandes rasgos montañosos, sobre todo en el hemisferio norte.

Los vientos del oeste se sitúan en el lado ecuatorial de los centros subpolares semipermanentes de bajas presiones. Hacia el polo de estos centros, los vientos de superficie vuelven a girar hacia el oeste en partes significativas de las latitudes subpolares. Al igual que en las latitudes medias, la presencia de grandes masas de tierra, sobre todo en el hemisferio norte, provoca variaciones importantes en estos vientos de levante polares. Además, los sistemas de viento y el clima asociado (véase qué es, su concepto jurídico; y también su definición como “associate” en derecho anglo-sajón, en inglés) dependen de las estaciones. Durante la corta temporada de verano, los sistemas de viento de las latitudes polares se debilitan mucho. Durante los largos meses de invierno, estos sistemas se refuerzan, y los periodos de nieve se alternan con largos intervalos de aire frío y seco característicos de las masas de aire polares o árticas continentales.

Estas grandes regiones de circulación en superficie y sus campos de presión asociados también están relacionados con los patrones de circulación meridional media (norte-sur) (véase el diagrama). Aunque su presencia es perceptible en las estadísticas medias a largo plazo acumuladas en un hemisferio, estas células suelen ser difíciles de detectar a diario en una longitud determinada.

Posiciones de las corrientes en chorro en la atmósfera. Las flechas indican las direcciones de los movimientos medios en un plano meridional.

Datos verificados por: Brite
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La energía eólica y renovable

De la Enciclopedia Oxford de la Historia de la Ciencia, la Medicina y la Tecnología de Estados Unidos
Durante la segunda mitad del siglo XX, muchos expertos en energía descartaron la energía eólica por considerarla poco fiable y caprichosa. A principios del siglo XXI, surgió una nueva opinión.Entre las Líneas En 2012, aproximadamente el 3 por ciento de la capacidad de energía eléctrica de Estados Unidos fue producida por fuentes alternativas. Véase más sobre la energía eólica y también acerca de la energía eólica en esta plataforma. La energía eólica es en realidad un subproducto del sol. El calentamiento desigual de la atmósfera por el sol, las superficies irregulares de la tierra (montañas y valles) y la revolución del planeta alrededor del sol se combinan para crear el viento. Como el viento es abundante, es un recurso sostenible mientras los rayos del sol calienten el planeta.

Datos verificados por: Mix
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Recursos

Traducción al Inglés

Traducción al inglés de Viento: Wind

Véase También

Bibliografía

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